华南中-新生代红盆与热液铀矿时空双重叠及其动力学探讨

胡志华，林锦荣，陈柏林，陶意，王勇剑

（1.核工业北京地质研究院 中核集团铀资源勘查与评价技术重点实验室，北京 100029；2.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081；3.中广核铀业发展有限公司，北京 100029）

华南陆块在中生代出现了大规模成矿作用［1-3］，成为W、Sn、Cu、Pb、Zn、Au、Sb、REE、U等多金属重要矿产地［4-7］，是我国重要的热液型铀矿产区，热液铀矿床类型主要为花岗岩型、火山岩型和碳硅泥岩型［8］。华南陆块以秦岭-大别造山带、松马缝合带和龙门山断裂带为界，分别与华北地块、印支地块和青藏高原相连接［9-11］。华南陆块在白垩纪—古近纪时期形成一系列呈北东向展布的、由陆相红色碎屑岩构成的沉积盆地，即中-新生代红盆。这些盆地在华南陆块广泛发育，经喜山期构造运动后，现今多数为残留盆，局部地区只残留红层［12］。中-新生代红盆附近常发育热液型铀矿，少数盆地的地层中也发育铀矿，显示了中-新生代红盆与热液型铀矿存在密切关系。前人对华南中-新生代红盆与铀矿关系开展了大量研究，主要观点可总结为：1）红盆形成时的拉张断陷和伸展作用是铀矿的成矿构造背景［8，12-17］；2）红盆形成所需的干旱-半干旱气候环境对铀成矿作用有重要影响，铀在浅部强氧化环境下的风化剥蚀作用中被活化、迁移并形成铀成矿流体［12，18-19］；3）华南区域铀矿化在成因上是深部和表生地质作用对经过褶皱而增厚的硅铝壳进行改造的结果，其成矿时间是陆壳裂陷作用与红层发育在时间上的重合，成矿空间则是富铀地质体与断裂-红盆系的迭置区［20-21］；4）红盆与热液铀矿关系的实质是红盆控盆深源断裂构造与铀矿的关系，控盆深断裂与富铀岩浆中心复合控制了热液铀矿田的空间定位［22］。本文从红盆沉积演化特征开展研究，并将其与热液铀矿的空间分布、形成时代和成因等方面的关系进行梳理，总结华南中-新生代断陷红盆与热液铀矿关系，探讨热液铀成矿的动力学机制。

1 中-新生代红盆分布特征

华南地区中-新生代红盆分布较广，主要呈北东-北北东向展布，常呈串珠状排列（图1），红盆规模变化很大，大者达上千平方千米的中型盆地，小者只残留红层顶盖，总体主要以中小型规模居多［12］。

图1 华南中-新生代红盆与铀矿分布示意图［15］Fig.1 The distribution sketch of the Meso-Cenozoic red basins and hydrothermal uranium deposits in South China［15］

区域断裂带控制了红盆的展布，断裂带走向与红盆延伸方向一致。控制盆地的断层多为伸展正断层，沿断层发育角砾岩，在某些较大断陷带附近还有玄武岩和橄榄玄武岩喷溢，如洞庭湖盆地、衡阳盆地［23］。

2 红盆沉积-构造演化特征

2.1 岩层特征

红盆岩层主要是一套陆相红色碎屑沉积岩，部分盆地中发育火山碎屑岩和玄武岩夹层。红层基底主要为早白垩世火山岩系、前白垩纪变质岩、沉积岩和岩浆岩［12］。红层多属于上白垩统，而下白垩统、古近系红层分布较局限，下白垩统红层与其下伏岩层、上覆地层均为角度不整合接触，上白垩统与古新统之间为整合接触［12］。以赣杭红盆带为例，红盆地层主要归属于下白垩统火把山群（K1H）、上白垩统赣州群（K2G）和圭峰群（K2GF）等3 个群，火把山群（K1H）与下伏武夷群（K1W）及上覆赣州群（K2G）均为角度不整合接触［19］。

火把山群（K1H）由下部石溪组（K1s）和上部冷水坞组（K1l）构成［19］，石溪组岩性以火山碎屑岩为主，见凝灰质砂岩、泥岩夹层，厚度为274～2 355 m；冷水坞组为河、湖相沉积，以杂色含砾砂岩、砂岩、粉砂岩、泥岩组成的韵律复层为主，厚度变化在550～1 500 m 之间［19］。

赣州群（K2G）由下部茅店组（K2m）和上部周田组（K2z）组成，为一套红色碎屑岩，其角度不整合于火把山群或更老地层之上、平行不整合于圭峰群之下［19］。茅店组主要为粗粒红色碎屑岩，夹有少量玄武岩或中酸性火山碎屑岩，厚度为600～1 960 m［19］；周田组则为湖盆相紫红色薄层状含钙粉砂岩、含钙泥岩，夹有石膏层、盐岩层，厚度为425～2 069 m 之间，在贵溪等地广泛分布［19］。

圭峰群（K2GF）在华南不同的红色盆地中普遍出露，自下而上构成一个洪冲积扇、辫状河-河流、湖泊-辫状河、洪冲积扇相组成的“粗-细-粗”近似对称的沉积旋回，反映出红盆从初生—稳定—封闭发展演化历程［19，24-25］。该群由下而上分为河口组（K2h）、塘边组（K2t）和莲荷组（K2l）［19］。河口组以紫红、砖红色厚层-巨厚层状复成分砾岩、中厚层状砂砾岩及含砾中细砂岩为主，厚度为1 100～2 000 m；塘边组主要由紫红色中厚层状粉砂岩、泥质粉砂岩及含砾细砂岩组成，厚度为300～1 700 m；莲荷组为紫红色厚层状砾岩、复成分砾岩、含砾中细砂岩以及条带状粉砂岩，厚度为1 600～2 700 m之间［19，24-25］。

2.2 形成条件

中-新生代红盆的形成主要受当时的构造运动、气候环境和物质来源联合控制，其中最主要的控制因素是构造运动［24-25］。

构造运动对区域内地层的分布、沉积相的组合产生了最直接的影响，控制了盆地由拉张伸展形成到挤压封闭的整个演化过程［24-25］。华南陆块深部构造活动致使地壳发生拉张裂陷作用［20］，区域性深断裂带强烈拉张、断陷，控制了红盆的形成与演化，红盆控盆断裂常成为盆地的边界断裂。

红层的形成需要干旱-半干旱的气候条件，主要依据为：1）红层区常有以麻黄等荒漠植物群为主的植物群；2）红层中常伴有膏盐、天青石等典型干旱气候型矿床；3）黏土成分以干旱气候标志矿物蒙脱石-水云母组合为主；4）红层沉积物的磨圆度、分选度不高且不稳定，表明蚀源区较近且搬运条件不稳定；5）古地磁及古地理的研究显示红层区均位于当时的全球性副热带-干旱带上或其附近［12，26］。

陆相断陷盆地周围物质来源直接影响盆地内各地层单元的岩性特征［24-25］。在构造强烈活动下，盆地下陷、两侧基底相对显著抬升，两者之间强烈的高差致使基底岩石遭受强烈风化、剥蚀作用，为红盆沉积提供丰富的物源。物源区的岩性影响红层的岩性，如永丰-崇仁盆地河口组物源主要来自盆地两侧的前寒武纪变质岩、早白垩世火山岩，导致砾石成分以变质岩、火山岩为主［24-25］。物源区的距离、岩性控制了沉积岩层的粒度、磨圆度和分选度，距物源近的地方以砾岩、砂砾岩为主，粒度大、磨圆度差、分选差；距物源远的地方沉积成砂岩、粉砂岩，粒度小、磨圆度高、分选较好。

2.3 形成时代

红盆形成的时代总体为白垩纪—古近纪，其中晚白垩世为红盆的主要成盆时期。界定红盆接受沉积的起始时间，对研究其与热液铀矿时间关系具有关键意义。红盆控盆断裂带的变形时代、红层中的玄武岩夹层年龄和红盆岩层中的化石等可以限定红盆形成时代，而红盆基底的岩浆岩、红层中的砾石可以约束红盆形成时代的下限。综合前人研究资料，红盆强烈断陷、接受沉积的起始时间为早白垩世晚期。

多数红盆基底都为早白垩世岩浆岩，尤其赣杭红盆带基底基本都发育早白垩世火山岩。前人对赣杭带火山岩进行了大量测年工作，总体显示出火山岩的主体活动时代为145～132 Ma［27-30］。红盆中的砾石成分基本都含有基底火山岩（碎斑流纹岩、流纹英安岩和花岗斑岩等）［24-25］。因此，红盆接受沉积的起始时间不早于132 Ma。

控盆断裂带一般为区域性的深断裂带，具有多期活动性，其在晚白垩世-古近纪的活动控制着红盆的发展演化。南雄盆地周边是我国重要的花岗岩型铀矿产地，作为其边界断裂的南雄断裂带是粤北地区重要的北东向断裂构造，既控制了南雄盆地的形成演化，也是南雄-始兴地区重要的成矿构造带［31］。南雄断裂带中的变形白云母40Ar-39Ar 坪年龄为（94.6±0.4）Ma、等时线年龄为（94.75±0.43）Ma［31］，其代表了断裂构造活动所致的温度冷却至白云母40Ar-39Ar 体系封闭温度（350～450 ℃）时的冷却年龄，指示南雄断裂带活动不晚于94.6 Ma，即南雄盆地接受沉积的时代也不晚于94.6 Ma。李建华识别出控制衡阳盆地的横山断裂带为韧性剪切带，并测得该韧性剪切带白云母40Ar-39Ar 年龄为108～97 Ma，其代表了韧性剪切带抬升冷却至白云母40Ar-39Ar 体系封闭温度（350～450 ℃）时的冷却年龄，该年龄约束了剪切带伸展变形时代上限；测得代表同构造期流体的钠长岩脉SHRIMP 锆石U-Pb 年龄为（136±1.0）Ma，该年龄可代表横山地区伸展剪切变形的起始时代；认为横山低角度伸展剪切变形起始于136 Ma，并持续至97 Ma［32］。衡阳红盆控盆断裂带40Ar-39Ar 年龄与南雄盆断裂带一致，指示两个红盆接受沉积的起始时间范围为136～94.6 Ma 之间。

不少红盆中都发育玄武岩夹层。玄武岩的年龄限定了红盆接受沉积的起始时间的上限。钦-杭反“S”状红盆带中的金衢盆地底部的玄武岩夹层全岩K-Ar 法年龄值为105 Ma［33］，上饶董团矛店组橄榄玄武岩K-Ar 法年龄为（96.9±0.5）Ma［34］，信江盆地广丰一带碱性玄武岩KAr 法年龄值为98～102 Ma［35］、下段玄武岩SHRIMP 锆石U-Pb 年龄为（99±0.7）Ma［36］、上段玄武岩为（93±1）Ma［37］，广丰二渡关玄武质粗面安山岩LA-ICP-MS 年龄值为（105±2）Ma［38］，余江县东部呈岩瘤产于红层中的基性岩体SHRIMP 锆石U-Pb 年龄为（91±3）Ma［39］，望江-三水北北东向红盆带中的赣州红盆矛店组伊丁橄榄玄武岩K-Ar 法年龄为85.9 Ma［40］，南雄盆地当吊排玄武岩锆石SHRIMP U-Pb 年龄为（95.9±0.8）Ma［41］。上述红盆中基性岩夹层的成岩年龄范围为105～85.9 Ma，指示红盆接受沉积的起始时间应早于105 Ma，且由于玄武岩喷溢覆盖于早白垩世晚期红层上之，表明在105～85.9 Ma 期间红层可能已抬升至地表遭受剥蚀。

红盆地层中化石对比研究也可界定红盆接受沉积的时代。红盆沉积物中常见的化石组合带包括植物Onychiopsis-Klukia browniana组合、双壳类Nakamaranaia-Trigonioiples kodairai-Sphaerium组合、叶肢介Yanjiestheria-Orthestheria组合和介形类Cypridea-Darwinula-Mangolianella-Domonella组合等，表明红层沉积时代为早白垩世［42］。

红盆底部火把山群成岩年龄可以提供更加直接的证据。火把山群（K1H）中的流纹岩、粗面英安岩等成岩年龄范围为132～101 Ma［19］，火把山群开始沉积的时间为132 Ma 左右。

综合上述研究成果，华南中-新生代红盆自早白垩世晚期就已开始沉积，其开始接受沉积的时间约为132 Ma。

2.4 演化特征

红盆的演化总体经历了多旋回、多阶段的断陷—盆地扩张—盆地萎缩的过程［43］，不同阶段在纵向上复合而形成复合盆地［44］。华南中-新生代红盆演化过程总体可划分为早白垩世晚期伸展断陷沉积阶段、早白垩世晚期-晚白垩世早期抬升剥蚀阶段、晚白垩世早期伸展断陷沉积阶段、晚白垩世中期抬升剥蚀阶段、晚白垩世晚期-古近纪伸展坳陷沉积阶段和古近纪末萎缩封闭阶段等，其中3 个为伸展断（坳）陷沉积阶段。

早白垩世晚期伸展断陷沉积阶段：进入燕山造山旋回的后造山阶段，伴随火山活动，控盆断裂带强烈拉张，盆地下沉接受火山碎屑沉积和陆相沉积，形成以火把山群石溪组（K1s）和冷水坞组（K1l）为代表的早白垩世红层，并角度不整合覆盖于早白垩世武夷山群（K1W）和前白垩纪岩浆岩、沉积岩、变质岩之上。

早白垩世晚期-晚白垩世早期隆升剥蚀阶段：华南构造反转，盆地抬升遭受剥蚀，形成上下白垩统之间的角度不整合面；与此同时，玄武岩岩浆喷溢、覆盖于早白垩世红层之上，形成玄武岩夹层。

晚白垩世早期伸展断陷沉积阶段：华南进入伸展期，区域大断裂活动，控盆断裂形成，在盆缘断裂拉张下滑塌陷作用下，盆地下沉，沉积了一套以复成分砾岩夹砂砾岩为主的粗碎屑岩［45］，角度不整合于冷水坞组之上［45］。该地层以赣州群茅店组（K2m）、周田组（K2z）为代表。

晚白垩世中期抬升剥蚀阶段：受古太平洋板块沿台湾玉里带俯冲构造热事件的影响（（79±7）Ma），华南出现一次短暂抬升，使大陆向西掀斜，红盆自东向西逐渐萎缩，盆地接受侵蚀作用［45］。

晚白垩世晚期-古近纪伸展坳陷沉积阶段：盆地再次下沉扩张，由断陷盆地转为坳陷盆地，湖盆范围扩大，出现了大规模的冲积扇体，沉积了以复成分砾岩夹砂砾岩为主的粗碎屑岩，呈平行不整合覆盖于周田组之上［45］。在永丰-崇仁红盆上白垩统自下而上构成一个洪冲积扇、辫状河-河流、湖泊-辫状河、洪冲积扇相组成的“粗-细-粗”近似对称的沉积旋回，即圭峰群河口组、塘边组和莲荷组［24-25］。

古近纪末萎缩封闭阶段：受区域构造挤压，红盆逐渐萎缩，最终封闭。

红盆总体演化划分为：早白垩世晚期（132～96 Ma）在控盆断裂带强烈拉张作用下，盆地下沉接受火山碎屑沉积和陆相沉积阶段，以火把山群为代表；早白垩世晚期—晚白垩世早期（96～86 Ma），盆地抬升遭受剥蚀，形成上下白垩统之间的角度不整合，玄武岩喷溢覆盖；晚白垩世早期（86～79 Ma），在控盆断裂拉张断陷作用下，盆地下沉接受以复成分砾岩夹砂砾岩为主的粗碎屑岩阶段，以赣州群为代表；晚白垩世中期（79 Ma 左右），受古太平洋板块俯冲影响，盆地短暂抬升接受侵蚀作用阶段［45］；晚白垩世晚期—古近纪（79～50 Ma），盆地由断陷盆地转化为坳陷盆地，接受以复成分砾岩夹砂砾岩为主的粗碎屑岩沉积阶段，以圭峰群为代表；古近纪末，盆地萎缩封闭阶段。中生代断陷红盆在发育时间上具有从内陆逐渐向沿海变晚的特点，但从伸展率分析，晚白垩世时期的伸展作用要强于早白垩世的伸展作用［46］。

3 中-新生代红盆与热液铀成矿关系

3.1 空间关系

华南中-新生代红盆与热液铀矿具有空间重叠性。从华南中-新生代红盆分布图可见（图2），铀矿区都有中-新生代红盆伴生，铀矿床在空间上都紧靠红盆边缘，在盆地基底中也发育铀矿脉，甚至直接产在红盆地层中，如南雄红盆中的中村东、暖水塘铀矿床，河源红盆中的黄子洞、牛牯寨铀矿床以及宁都红盆中的三槽岭、天子地铀矿床［47］。平面上距红盆的最大距离只有10～20 km，一般都在0～3.5 km［12，15］，常见不同类型铀矿化沿同一条断裂-红盆带或围绕同一个红盆发育［20］。

图2 华南中-新生代主要热液型铀矿床成矿阶段划分图Fig.2 Metallogenic stages of major Meso-Cenozoic hydrothermal uranium deposits in South China

不同类型的铀矿床实际上是受伸展拆离的深大断裂统一控制的热液铀矿床［48］。华南热液型铀矿田均分布在红盆控盆断裂带及附近次级构造带中（图1）。火山岩型铀矿田分布于红盆附近的火山盆地中，矿体受控盆断裂的次级断裂及其裂隙带控制，以赣杭火山岩型铀成矿带为例，沿赣杭构造带形成狭长的北东走向的中-新生代断陷红盆，一系列火山岩型铀矿床就分布于红盆附近的火山盆地中。花岗岩型铀矿床也分布于红盆附近，以粤北诸广-贵东地区的花岗岩型铀矿集中区为例，靠近控（红）盆深大断裂带的花岗岩体发育成群的基性岩脉（煌斑岩脉、辉绿岩脉等），铀矿床就位于靠近控盆深大断裂带的次级断裂及其裂隙带中。在垂向空间上，红盆基底不整合面与深源断裂、晚期岩脉复合部位为铀成矿有利部位［22］，基底不整合面拉张构造破碎带可形成产状平缓板状矿体［22］，不整合面之下基底中则形成陡倾脉状矿体，红层中也形成受断裂控制的陡倾脉状矿体。

3.2 时间关系

3.2.1 华南中-新生代热液型铀成矿时代

华南中-新生代热液型铀矿成矿时代可划分为7 个阶段：194～153 Ma、138～135 Ma、127～118 Ma、113～92 Ma、87～80 Ma、75～52 Ma、47～38 Ma，其中113～92 Ma、87～80 Ma、75～52 Ma 3 个阶段为主成矿阶段，期间成矿强度明显增强。这3 个热液铀矿主成矿阶段正好与华南红盆3 个拉张断陷、接受沉积的阶段（132～96 Ma、85～79 Ma、79～50 Ma）相对应，在时间上高度重叠。

前人在华南热液型铀矿成矿时代方面取得了大量测年资料，多数年龄为铀矿物U-Pb同位素表观年龄。由于受扣除初始铅的影响等，铀矿物U-Pb 表观年龄存在不确定性，对于显生宙以来的样品，U-Pb 等时线方法是比较可靠的［49］。华南主要热液型铀矿成矿时代随着近年来矿物微区测年技术的进步而取得新进展，得到了更加可信、精确的年龄。将华南主要热液型铀矿（花岗岩型、火山岩型、部分碳硅泥岩型）ID-TIMS U-Pb 等时线年龄、微区原位电子探针化学年龄（EPMA）、微区原位LAICP-MS U-Pb 年龄统计于表1。统计结果显示，华南中-新生代热液型铀矿年龄分布范围广，年龄范围为194～38 Ma，就整个华南而言，热液铀成矿时代是相对连续的，但同一铀成矿带内铀成矿时代具明显阶段性。

表1 华南主要热液型铀矿成矿时代统计表Table 1 The mineralization ages of the main hydrothermal uranium deposit in South China

表1 （续）

3.2.2 华南中-新生代红盆与热液铀成矿时间关系

华南红盆于早白垩世晚期发生断陷作用并开始接受沉积，经多次下沉接受沉积、抬升遭受剥蚀等作用阶段，最终于古近纪末完全封闭。其中早白垩世晚期开始断陷接受沉积、晚白垩世早期强烈断陷形成断陷盆地、晚白垩世晚期开始再次断陷形成坳陷盆地等3 个阶段为盆地主要成盆期，也是盆地3 个强烈拉张伸展期。而华南热液铀成矿的3 个主成矿期正好与红盆3 个强烈拉张伸展、成盆期相对应，两者在时间上高度重合［50-51］，具有时间重叠性。

我国典型火山岩型热液铀矿田——相山矿田铀成矿阶段与赣杭红盆带拉张-成盆时间基本一致，相山矿田早期碱性铀矿化（125.6～119.8 Ma［69］）与早期断陷红盆阶段、晚期酸性铀矿化（100.0～86.7 Ma［69］）与中期断陷盆地阶段时间相吻合［70］，最新发现的79.6～66.4 Ma 的酸性硅化型铀矿化阶段［69］与晚期坳陷阶段重叠。

3.3 成因关系

3.3.1 热液铀成矿具有深源性

热液铀矿床多种地质特征和系列同位素特征显示幔源物质参与了铀成矿作用。热液型铀矿成矿流体具有幔源组分参与，部分成矿物质来源于地幔。

热液型铀矿多种地质特征显示地幔物质参与铀成矿作用，如铀成矿时代接近或略晚于矿区发育的基性岩脉（辉绿岩、煌斑岩）成岩年龄，矿化蚀变岩石稀土元素特征指示成矿热液具有深源性［71］。在花岗岩型铀矿床中发现零价态铀［72］，钛铀矿稀土元素特征指示铀来自深部（幔源）［73］。

一系列同位素地球化学特征也指示华南热液铀成矿有地幔物质参与。He-Ar 同位素特征显示相山矿田、河草坑矿田、白面石矿田、下庄矿田成矿流体中存在大量幔源稀有气体，指示铀成矿流体为壳幔混合来源［16，22，74-76］；与铀矿共生脉体包裹体碳同位素组成范围为－8.6‰～－3.3‰，指示成矿流体中的碳具幔源碳特征［22］。幔源物质参与铀成矿作用，需要以深部幔源岩浆作用为动力、以区域性控盆断裂带为上升通道。

3.3.2 红盆与热液铀矿成因联系

华南热液铀矿与中-新生代红盆具有时空双重叠特征，显示两者存在密切的成因联系。红盆和热液铀矿都是在拉张或岩石圈减薄的构造背景下形成的［16］，岩石圈减薄事件致使控盆深断裂带发生断陷作用，从而导致红盆的形成，同时该事件诱发了深部基性岩浆、深源（碱性、酸性）流体上升、侵位，致使深部幔源物质与浅部地壳沟通。幔源流体携带深部物质和能量沿深断裂带上升，导致红盆及其周边较广泛的热液成矿活动，形成了热液型铀矿及其伴生的萤石、重晶石等矿产［77］。深部幔源岩浆作用致使岩石圈伸展减薄，诱发了断陷红盆的加剧扩张和流体活动，控盆深源断裂的断陷作用沟通了深部热液、矿化剂和铀源，最终成矿物质上升至浅部地壳有利部位析出、富集成矿。

红盆参与了热液铀成矿作用［18-19，78-79］。来自红层的碱性强氧化性卤水溶液淋滤富铀岩石形成富氧富铀溶液［67］，当这种溶液沿控盆深断裂下渗过程中遇到上升岩浆水或者来自深部的高温还原性流体汇合时［19］，或与基性岩脉相遇时，铀被还原、析出成矿［67-68］。

华南中-新生代红盆与热液铀矿是在岩石圈减薄事件的构造背景下形成的，红盆参与了热液铀成矿作用，控盆深断裂带沟通了深部与浅地表，成为深部高温还原性含铀热液向上运移、浅部红层碱性强氧化性富铀卤水溶液向下运移的通道，两者混合，在流体物理化学条件急剧变化过程中，铀被析出、富集成矿。

4 华南中-新生代红盆与热液铀矿时空重叠性的动力学机制探讨

红盆是深部地质作用在浅地表的表现形式之一，是深部地质作用的结果，完整记录了华南大陆白垩纪以来的构造演化特征［80-81］。红盆中的不整合面、正断层、盆内盆缘基性岩、双峰式火山岩和布格重力异常、地震层析资料等特征可以反推红盆形成的动力学特征。陈祖伊等、祖辅平等认为红盆所处的构造环境属于宏观的水平与垂直双向力学体系［20，82］。

红盆不整合面：华南红盆一般存在两个不整合构造面，一是早白垩世武夷群（K1W）与火把山岩群（K1H）之间的角度不整合接触［19］，指示存在一期构造挤压事件，热液铀矿的重要运矿、赋矿构造于此时形成、活动，断裂主要为呈北东、北西向展布的压扭性断裂和南北向的张性断裂［19］；二是上白垩统赣州群茅店组与下白垩统火把山群冷水坞组之间的角度不整合接触在华南大陆广泛发育［32，80，83-84］，暗示华南大陆可能在早白垩世晚期发生了一次以区域性挤压剥蚀为主的构造反转事件［32］。除上述两个普遍存在的不整合面之外，在局部地区存在上白垩统圭峰群河口组与赣州群周田组之间的平行不整合接触，指示在晚白垩世中期发生抬升剥蚀事件［45］。

正断层：红盆在接受沉积的同时受到横向拉张应力机制的制约，导致盆内较普遍地发育正断层［32，82］。华南下白垩统的断陷沉积主要被两类正断层控制，即北北东-北东向走向的高角度正断层和低角度正断层［32，85-86］。高角度正断层大部分为同沉积生长断层，形成“半地堑”或“东（西）断西（东）超”型盆地（吉安-泰和盆地、赣州盆地和版石盆地）、地堑盆地（溆浦地堑）和“中断边超”型盆地（沅麻盆地）等［32，87］；低角度正断层一般为伸展穹窿构造或低角度拆离系的主拆离断层，沿断层的伸展拆离作用导致了上盘盆地的断陷沉积和下盘韧性剪切带伸展剪切［32，85-86］，如横山主拆离断裂和伸展穹窿构造［31］。正断层总体反应了浅部地壳横向拉张伸展的背景［32］。

盆内盆缘基性岩：红盆中夹有基性熔岩的类磨拉石沉积岩石组合是在陆壳受拉张裂陷后地表的快速剥蚀堆积和深部岩浆作用的综合结果［20］，指示了早白垩世纵向上幔源物质上涌导致盆地边缘隆升挤压，从而使得盆地边缘出现垮塌甚至伴随纵向应力引起的局部拉张作用［82］。红盆中的镁铁质基性岩夹层和基性岩脉为红盆形成的深部动力学研究提供了依据。前人研究成果显示，华南西部中生代基性岩则普遍反映富集地幔的特征，而东部新生代玄武岩具有亏损的软流圈的贡献［37］。庐纵火山盆地早白垩世早期火山岩的Pb同位素特征显示具有EMⅠ型富集地幔特征，在上升过程中混染了一定量的扬子下地壳物质［88］。Sr-Nd-Pb 同位素特征显示，华夏地块内的粤北下庄与诸广铀矿田晚白垩世基性脉岩、赣南会昌盆地东缘中生代橄榄玄粗岩、赣南早侏罗世早期余田群玄武岩、盛源盆地早白垩世早期橄榄玄粗岩系火山岩、广丰-玉山盆地橄榄玄粗岩均具有EMⅡ型富集地幔的特征，均有亏损地幔（DMM）的参与，地壳物质的加入是源区混合的结果［37，89-94］。深部幔源基性岩浆作用反映了幔源垂向力学体系。

双峰式火山岩（流纹岩和玄武岩的共生组合）：由于在应力松弛条件下地壳破裂而产生的，表明双峰式火山岩发育区处于地壳伸展环境［82］。盆内地层特征及接触关系反映了横向上表层构造-沉积环境的演化，而火成岩类特征则反映了垂向幔源动力机制［82］。双峰式火山岩组合反映了拉张的构造环境，该环境有利于断陷盆地的形成［82］。盆地所处构造环境属于宏观的水平与垂直双向力学体系［82］。

布格重力异常：华南中-新生代红盆在布格重力图上表现为正异常，构成陆内地壳减薄带的一个个核心［77］。杨明桂等研究显示，鄱阳盆地地壳厚30 km，宣城盆地为31 km，苏中盆地为30 km，衡阳、吉泰盆地为29～30 km，麻阳盆地地壳由周边的42 km减薄为39 km，江汉盆地仅为30～31 km，由江汉—衡阳、望江—鄱阳—吉泰—赣州以及东南沿海构成了东南陆区3 条比较显著的次-中强地壳减薄带或幔隆带［77］。杨明桂等研究还显示，坳（断）陷带上地壳厚度大于隆起带上地壳厚度，中下地壳厚度较隆起带要小得多，坳陷带为“双凹型”壳体，加上上地壳较厚，坳陷带的中下地壳为强减薄带；中地壳一般为5～10 km，有可能是地壳压缩加厚或伸展减薄时形成的韧性剪切带或融熔层；（断）陷带下地壳厚度一般为6～10 km［77］。

宽频带地震层析成像：王晓冉对华南宽频地震数据开展的层析成像研究结果显示，东南沿海大陆架下方地幔转换带内存在215～225 km 厚的高速异常体，为古太平洋高角度俯冲板片的残留或失稳的华南岩石圈坠入地幔过渡带中形成的，认为地幔对流重建-软流圈物质的上涌填充是华南大陆由主动大陆边缘变为被动大陆边缘的动力学机制［95］。

综上所述，红盆与热液铀矿是在岩石圈减薄事件的构造背景下形成的，两者形成的动力学机制是：受古太平洋俯冲作用变化的影响，地幔对流重建-软流圈物质的上涌填充，致使华南陆块岩石圈发生减薄事件；地壳浅部受深部岩石圈减薄事件影响，区域断裂带发生多次强烈断陷作用，盆地多次下沉接受沉积，来自红层的碱性强氧化性卤水溶液淋滤富铀岩石形成富氧富铀溶液，并沿断裂带下渗；同时，软流圈物质上涌诱发了深部基性岩浆活动、深部热流体作用，深部流体萃取富铀地质体中的铀形成高温还原性含铀流体，并沿区域性控盆深断裂带上升，在浅部地壳的次级断裂、裂隙带中两种流体汇合，铀被析出、富集成矿。

5 结论

1）华南中-新生代红盆演化可划分为6 个阶段：早白垩世晚期断陷沉积阶段、早白垩世晚期-晚白垩世早期抬升剥蚀阶段、晚白垩世早期断陷沉积阶段、晚白垩世中期抬升剥蚀阶段和晚白垩世晚期-古近纪坳陷沉积阶段、古近纪末萎缩封闭阶段。

2）红盆与中-新生代热液型铀矿具有时空双重叠特征，两者在空间上共（伴）生、时间上重叠，其中早白垩世晚期断陷沉积阶段（132～96 Ma）、晚白垩世早期断陷沉积阶段（85.0～79 Ma）和晚白垩世晚期-古近纪坳陷沉积阶段（79～50 Ma）3个拉张下陷沉积阶段与热液铀成矿3个主成矿期（113～92 Ma、87～80 Ma、75～52 Ma）高度重合。

3）红盆与热液型铀矿都受区域控盆断裂带控制，都是在岩石圈减薄事件的构造背景下形成的。红盆参与了热液铀成矿作用，控盆深断裂带成为深部高温还原性含铀热液向上运移、浅部红层含铀淋滤流体向下运移的通道，两种流体在断裂带中混合，在物理化学条件急剧变化过程中，铀析出、富集成矿。

4）华南中-新生代红盆与热液型铀矿是岩石圈伸展减薄事件作用于浅部地壳的两种地质作用形式，其共同的动力学机制为：受古太平洋俯冲作用变化的影响，地幔对流重建-软流圈物质的上涌填充，致使华南陆块发生岩石圈减薄事件。